INTRODUCCIÓN A LA SISMOLOGÍA Sísmica -Clase 1- INTRODUCCIÓN A LA SISMOLOGÍA

Aplicaciones de la Sismología a la Prospección Geofísica Sísmica de Refracción Más barata y expeditiva que Sísmica de Reflexión Sísmica de Reflexión: Alta resolución: oceanografía, geología marina y en lagos, geotecnia marina, obras ingenieriles en mar última etapa de prospección de hidrocarburos, estructuras locales, optimización de la explotación Somera Profunda

Sísmica de Refracción Profunda HIDROCARBUROS: 1er etapa: estudios regionales Cuencas sedimentarias-grandes estructuras Bordes de cuenca Profundidad al basamento cristalino Estudios tendientes a determinar la sucesión estratigráfica (profundidades, secuencia, acuñamientos) 2da etapa: algunas estructuras locales como domos salinos (casos históricos: Golfo de México) INVESTIGACIÓN geológica-geofísica a escala regional: - profundidades de discontinuidades sísmicas: Moho, Capa de Baja velocidad, otras. - identificación de formaciones geológicas profundas

Sísmica de Refracción Somera Hidrocarburos: determinación de la topografía del techo de la roca consolidada y espesores de la capa meteorizada para contar con la información necesaria para las correcciones estáticas de los registros sísmicos de Reflexión. Obras ingenieriles: idem anterior, y además Ondas S para determinar las constantes elásticas del suelo portante. Determinación de paleocanales y fallas que condicionen la estabilidad de las presas hídricas Hidrogeología: ídem Ingenieriles, sin Ondas S. Prospección de Oro aluvional.

Deformación por esfuerzo de tracción Los desarrollos parten de que se está sometiendo al cuerpo a esfuerzos dentro de los límites elásticos Deformación por unidad de longitud εl = Δl / l en la dirección del esfuerzo εt = Δt / t perpendicular a la dirección del esfuerzo σ = εl E E: Módulo de Young EFe≈2.104 kg/mm2 Egranito ≈ 2,5-5.103 kg/mm2 η = εt / εl η: Módulo de Poisson El valor para sólidos elásticos es ≈ 0.25-0.43

Deformación por Cizalla Φ: Deformación por esfuerzo de cizalla o corte ζ = μ Φ μ: Módulo de Rigidez Por lo general, en la naturaleza, μ≈2.5E

Deformación por esfuerzo hidrostático p = k Δv/v k: Módulo de compresión hidrostática

Relación entre los módulos elásticos k = E / 3 (1 - 2η) λ0 = ηE / (1 - 2η)(1 + η) μ y λ0 se las conoce como constantes de LAMÉ Se puede demostrar algebraicamente que siempre 0<η<0.5

Ondas de Cuerpo En un movimiento oscilatorio la energía se entretiene entre energía cinética y energía potencial. El movimiento oscilatorio armónico simple transmite energía sin transporte de masa.

Ondas P: las partículas se mueven en la dirección de propagación Ondas de Cuerpo Ondas S: las partículas se mueven perpendicularmente a la dirección de propagación En un movimiento oscilatorio la energía se entretiene entre energía cinética y energía potencial. El movimiento oscilatorio armónico simple transmite energía sin transporte de masa. Ondas P: las partículas se mueven en la dirección de propagación

Ondas de Superficie

Ondas de superficie Ondas de superficie sólidas: se propagan a través de discontinuidades, por ej. tierra-aire.

Dispersión de las ondas superficiales Por lo general; vR1< vR2 vLo1< vLo2 Si λ<<Z  vR1 Si λ>>Z  vR2 (Idem para vLo) Las ondas más largas son más veloces que las cortas Del análisis espectral se pueden obtener las velocidades de propagación de las capas superficiales

Movimiento Armónico Simple

Dependencia de la velocidad de propagación de las ondas de cuerpo con las constantes elásticas Ondas Longitudinales Ondas transversales

Representación en números Complejos Si estamos observando el paso de la onda en un punto en el espacio (geófono):

Velocidad de ondas elásticas longitudinales en rocas Vp (m/s) Caliza 2140-6100 Mat. Sup. Meteorizado 305-610 Dolomita 4940-6150 Grava-Arena seca 468-915 Sal 4270-5200 Arena (húmeda) 610-1830 Granito 4580-5800 Arcilla 915-2750 Rocas MM 3000-7000 Agua de mar 1460-1530 Basalto 3800-7000 Arenisca 1830-3970 Gabro 6500 Lutita 2750-4270 Diabasa

Atenuación de la Energía Elástica Ondas Esféricas: la energía en el ángulo sólido se conserva si no hay pérdidas. Por lo tanto, la energía que atraviesa la unidad de área llamémosla ε. ε ≈ A02 A0: Amplitud A0 = k √ε ε = α / r2  ε = k´.1/r La amplitud es inversamente proporcional a la distancia a la fuente

Atenuación de la Energía Elástica Pérdida de energía por absorción elástica ≈ e-qr. A = A0 e-qr / r q: Constante de Absorción del medio Depende de f. qh > ql: las altas frecuencias se absorben más que las bajas.

Refracción-Ley de Snell v1 v2 Deducción sen i = v1 sen r v2 Ángulo Crítico senic = v1/v2 ic v1 v2

(Ar/Ai)i=0 = (ρ2v2 – ρ1v1) / (ρ2v2 + ρ1v1) = R Coeficiente de Reflexión ρi : densidad del medio Ar: amplitud onda reflejada Ai: amplitud inda incidente ρ.v = impedancia acústica Ai Ar i i ρ1; v1 ρ2; v2 Relación entre la onda incidente y reflejada: relación de amplitudes para incidencia perpendicular (i=0) (Ar/Ai)i=0 = (ρ2v2 – ρ1v1) / (ρ2v2 + ρ1v1) = R Coeficiente de Reflexión

AAPG – Memoir 26 (1977)

Velocidad de Grupo – Velocidad de Fase